FIG.15
Hemos mencionado que el lugar en que comienza el fallamiento que produce los temblores se llama foco. A grandes distancias, el plano completo de ruptura aparece como un punto y lo llamamos también foco; la proyección de éste sobre la superficie terrestre recibe el nombre de epicentro (figura 15).
¿Cómo determinan los sismólogos la ubicación del epicentro? Como ya explicamos, los sismógrafos amplifican e inscriben el movimiento del suelo en una tira de papel (o cualquier otro tipo de material) llamado registro o sismograma. En el sismograma se registran los diferentes tipos de ondas generadas por un temblor que alcanzan una estación sismológica dada en orden sucesivo de tiempo. La ubicación del epicentro de un temblor se hace analizando sus registros e identificando los diferentes tipos de ondas; en particular las ondas o fases (en el habla de los sismólogos) P y S permiten el empleo de una técnica muy utilizada para la determinación del epicentro. Para comprender este método recordemos que las ondas P viajan a mayor velocidad que las ondas S. Asi, si el conejo es más veloz que la tortuga y ambos empiezan a correr desde el punto t0, a medida que se alejen de ese punto la distancia entre ambos será mayor. Un observador en el punto t1 notaria pasar al conejo y un momento después a la tortuga. Otro observador en el punto t2 notaria pasar al conejo A y un momento mayor que el observador del punto a la tortuga (figura 16). Puesto que a mayor distancia del origen mayor será la separación entre los corredores, puede utilizarse el tiempo transcurrido entre la llegada de ambos a un punto dado para calcular la distancia al origen.
Sobre la superficie de la Tierra, una estación puede proporcionar la distancia al epicentro pero no la dirección del mismo, es decir si en una estación calculamos la distancia al epicentro este puede estar en cualquier punto de un circulo con un radio igual a la distancia calculada. En teoría si tenemos una estación sismológica con tres componentes podemos reconstruir el movimiento de las partículas cuando incide la onda P, por ejemplo, y conocer la dirección de llegada de la onda (recuérdese que para las ondas P las partículas oscilan a lo largo de la trayectoria de viaje de la onda). En la práctica no puede lograrse mucha precisión con este método, y se recurre a los registros de otras estaciones para obtener estimaciones independiente de la distancia al epicentro. Como puede verse en la (figura 17) son necesarias, al menos, tres estaciones para determinarlo sin ambigüedad. La intersección de los círculos correspondientes a las tres estaciones rara vez coincide en un solo punto; por ser datos experimentales poseen cierto grado de error que hacen que definan una región más o menos grande, dependiente de la calidad de los datos utilizados, en lugar de un solo punto.
La técnica de medir la diferencia entre la llegada de las ondas S y P, llamada S-P entre los sismólogos, no es la única forma de determinar el epicentro. Si se tiene un número bien distribuido de estaciones pueden utilizarse los tiempos de llegada de la onda P para el calculo de la distancia. En este método se obtiene un origen que satisface mejor los tiempos de llegada a cada una de las estaciones. En general la determinación del epicentro de un sismo es mejor entre mas estaciones lo registren y entre mas ampliamente alrededor del epicentro estén distribuidas. La información obtenida de muchas estaciones es tratada estadísticamente en un proceso iterativo en el que la posición del epicentro va siendo refinada y se utilizan para esto tanto las diferencias S-P como los tiempos de llegada de las ondas.
Las escalas de magnitud e intensidad se utilizan para cuantificar o medir los temblores. La escala de magnitud está relacionada con la energía liberada como ondas sísmicas; la intensidad, con los daños producidos por el sismo. Ambas escalas son necesarias puesto que miden aspectos diferentes de la ocurrencia de un temblor. Así, la escala de magnitud está relacionada con el proceso físico mismo, mientras que la intensidad lo está con el impacto del evento en la población, las construcciones y la naturaleza.
Como es natural, el primer intento para catalogar los temblores se hizo por medio de una clasificación empírica que tomaba en cuenta únicamente los efectos observables. Se propusieron escalas para clasificar el "tamaño" de los temblores desde los últimos años del siglo pasado. En 1902, Mercalli propuso una tabla, que fue posteriormente modificada en 1931 y desde entonces se ha llamado escala Modificada de Mercalli (MM). Esta no es única; pero sí la más frecuentemente usada en nuestro continente. Consta de 12 grados de intensidad que es denotado por números romanos del I al XII.
La escala de intensidad permite describir de manera sucinta los efectos de un temblor. Como por otra parte los daños causados por un temblor se concentran en las cercanías de la fuente, la distribución de intensidades permite estimar el epicentro de un temblor; sin embargo, la escala es en gran medida subjetiva y no permite la comparación de los sismos entre si puesto que, por ejemplo, un sismo pequeño puede causar más daños a una población, si está cercana al epicentro, que uno grande pero a mayor distancia. Por otro lado, no proporciona información sobre la energía u otra variable física liberada en el temblor. Así pues es necesario catalogar temblores de acuerdo con los procesos físicos de la fuente; pero también de manera tal que puedan ser medidos a través del registro gráfico o numérico que de ellos tenemos, es decir de los sismogramas.
La manera mas conocida y mas ampliamente utilizada para clasificar los sismos es debida a Richter quien definió una escala de magnitud basada en las consideraciones que se exponen a continuación:
Considérese un sismo con un foco dado; si se tienen estaciones gradualmente mas alejadas del foco el registro de su movimiento se hará cada vez menor. Si se grafican los valores del logaritmo de la amplitud de la traza contra la distancia, se obtienen gráficas como la producida en la figura 18. En esa figura, la
curva más baja representa un temblor más pequeño puesto que ocasiona un menor movimiento del terreno. Podemos entonces tomar cualesquiera de estos sismos como el sismo patrón y asignarle la magnitud cero, los demás pueden ser medidos a partir de éste, midiendo la separación entre ellos para cualquiera distancia del epicentro. Se define entonces la magnitud a través de la fórmula:
Donde A es la máxima traza en el sismograma de un temblor y Ao es la máxima amplitud del temblor patrón. Aquí resalta la necesidad de definir tanto un temblor patrón como un sismómetro patrón. El temblor patrón, de magnitud cero se define como aquel que, teniendo su epicentro a 100 Km de distancia, deja una traza de una micra en el registro o sismograma producido por un sismógrafo especial que lleva el nombre de los científicos que lo diseñaron , el sismógrafo Wood-Anderson elegido a su vez como sismógrafo patrón. Como Richter definió esta magnitud utilizando información de la red sísmica de California y la utilizó para sismos en esta región es de hecho una escala local razón por la que Richter le llamó magnitud local.
De esta manera la formula de Richter se expresa como:
La magnitud de un temblor se define como el promedio de las magnitudes calculadas en tantas estaciones como sea posible.
La definición de magnitud de Richter se tornó en un instrumento de enorme utilidad para el estudio de los temblores. No solo se encontró que podía emplearse para otras regiones del planeta ademas de California sino que señaló el camino para la elaboración de escalas de mayor aplicación. En efecto, la escala de magnitud local es apropiada para temblores con focos no mayores a los 16 Km de profundidad y distancias no mayores de 600 Km de una estación dada. En 1936 Richter y otro gran sismólogos, Beno Gutenberg, diseñaron una nueva escala aplicable a temblores lejanos registrados con otros tipos de aparatos. En esta escala se utiliza la, amplitud de la onda superficial horizontal con periodo de 20 seg.. La formula para determinar la magnitud con este criterio es:
En esta ecuación A es la amplitud total , es decir en las dos dimensiones del plano, de la onda superficial con periodo aproximado de 20 seg ( medida en micrones). B es el valor de la máxima amplitud horizontal calculada para un evento de magnitud cero (en micrones) a la misma distancia focal. Finalmente, C y D son constantes dependientes de cada estación y dependen de tipo de terreno en que se encuentra una estación, el instrumento, la profundidad focal, atenuación, etc. A esta escala se le llama magnitud de ondas superficiales o Ms.
Por otro lado, entre 1945 y 1956
Gutenberg desarrollo una nueva escala aplicable a temblores profundos (que son
menos eficientes en la generación de ondas superficiales) utilizando la
amplitud de las ondas internas. Esta escala esta dada por la fórmula:
Donde A es la amplitud de la onda de cuerpo elegida para la determinación, T el periodo de la onda, y B y C constantes dependientes de las características del sismo y la estación sismológica. A esta escala se le conoce como magnitud de ondas de cuerpo o por el símbolo utilizado en la fórmula: mb.
Estas fórmulas dan valores algo diferentes para un mismo temblor, la razón es que , como hemos visto fueron desarrolladas para extender el concepto de magnitud a sismos de varios tipos y resultan en realidad complementarias; por ejemplo, la magnitud mb arroja mejores resultados cuando se aplica a sismos profundos. Con propósitos de comparación, los sismólogos han encontrado fórmulas para convertir de una escala a otra. La figura 19 muestra en forma gráfica la comparación entre las tres escalas.
Como puede advertirse la diferencia entre escalas puede ser de varios décimos de grado, una diferencia importante si no se especifica de que escala en particular se habla pero no muy grande en términos de comunicación al público una probable causa de que en los reportes periodísticos no se haga referencia al tipo particular de escala utilizada. Nótese por otra parte que todas estas escalas son "abiertas" es decir no se considera un número finito de unidades como la escala de intensidad; sin embargo nunca se han observado terremotos con magnitud superior Ms= 8.9 (mb=8.1), límite que representa una condición natural del comportamiento de las rocas. Finalmente, nótese nuevamente que una magnitud cero o negativa no indica ausencia de movimiento sino sismos iguales o menores que el sismo patrón.
Independientemente de la escala utilizada, lo importante es que se cuenta ahora con una fórmula que nos proporciona un valor relacionado con el "tamaño" determinado a partir de observaciones instrumentales.
Como la magnitud no es una variable física, los sismólogos han buscado fórmulas de relación entre esta y otras cantidades físicas, por ejemplo, con la energía liberada como ondas sísmicas. Las fórmulas que las relacionan varían porque la amplitud medida en el sismograma puede ser, como hemos visto, la de cualquiera de las distintas fases (P, S, superficiales) que son registradas. En forma general estas tienen la forma siguiente:
donde a y b dependen de la escala de magnitud utilizada. Por ejemplo si la magnitud es Ms, Richter encontró la siguiente fórmula:
Con esta fórmula podemos ver que un temblor de magnitud digamos, 5.5 libera una energía del orden de magnitud de la de una explosión atómica, es decir alrededor de 1020 ergs
En la fórmula anterior notemos que la relación entre magnitud y energía es logarítmica, es decir cuando la magnitud aumenta en una unidad el logaritmo de la energía también lo hace. Por otra parte, el logaritmo es el exponente al que hay que elevar la base 10 para obtener la energía; por esta razón, la energía aumenta aproximadamente 31.6 veces por cada grado. Así, se requiere la ocurrencia de alrededor de unos 31 sismos de una magnitud dada para liberar la misma cantidad que libera el sismo de una magnitud superior en una unidad o, permitiéndonos cierta licencia en el lenguaje: se necesitan 31.6 sismos de una magnitud M para hacer un sismo de magnitud de magnitud M+1.
¿Cómo fue posible conocer las profundidades de la Tierra si las perforaciones más profundas no alcanzan sino unos pocos kilómetros? La respuesta está en la sismología.
De igual manera que un médico puede saber si existe fractura en los huesos de un accidentado, por medio de rayos X, el sismólogo ha deducido la estructura terrestre por medio de las ondas sísmicas que viajan a través de ella como los rayos X a través del cuerpo humano.
Supongamos que ocurre un sismo en un punto dado, si la Tierra fuera completamente homogénea los rayos viajarían en líneas rectas del foco al observador. Los sismogramas observados para esta Tierra homogénea serían relativamente simples. Sin embargo los científicos has descubierto que los rayos no viajan en línea recta sino que van curvándose hacia la superficie, debido a que las características de las rocas que componen la tierra cambian con la profundidad de tal manera que la velocidad de las ondas aumenta con esta (figura 15). Además de lo anterior, se encuentra que éstas sufren refracciones y reflexiones que sólo pueden explicarse si la Tierra está compuesta por las diferentes regiones de que se habló en el primer apartado (figura 20).
Los temblores, paradójicamente, poseen un aspecto positivo y éste es el de proporcionarnos información sobre el interior de nuestro planeta. Actualmente, gracias a la técnica conocida como tomografía sismológica o sísmica, se conoce con gran detalle el interior de nuestro planeta.
Esto es un gran logro, no solo del avance teórico e instrumental , sino de la cooperación internacional ya que esto solo es posible a través de la instalación de redes mundiales de sismógrafos y la colaboración internacional entre los sismólogos. Gracias a esto, en los últimos 80 años ha sido posible realizar llevar un registro continuo de los sismos mayores, de manera que ha sido posible hacer estudios cuantitativos de la sismicidad de la Tierra. Así, se ha obtenido un esquema global de la sismicidad mundial. El mapa de la figura 20 muestra la distribución geográfica de los sismos; se puede observar que la mayor parte de la energía sísmica se libera en las costas del Océano Pacífico, región conocida como el cinturón de fuego, debido a que en esta zona ocurre también gran actividad volcánica. Hay otras regiones también activas, como el Atlántico medio y el cinturón Eurásiatico. Nótese que las franjas de sismicidad coinciden con los límites de placas. Existen también regiones donde la actividad sísmica es casi nula o desconocida lo que pone de manifiesto que el peligro representado por los temblores es muy grande en ciertas regiones y casi nulo o insignificante en otras.
Observando la actividad sísmica mundial se puede estimar el número de temblores de cierta magnitud que ocurren en un año; se ha observado que ocurren dos grandes terremotos en promedio anualmente (Tabla II). Por otra parte ocurren constantemente varios cientos de miles de temblores de magnitud inferior a 3, que pasan desapercibidos o son percibidos muy localmente.
| MAGNITUD | NUMERO PROMEDIO |
| 8 | 2 |
| 7 | 20 |
| 6 | 100 |
| 5 | 3000 |
| 4 | 15000 |
| 4 | 150000 |
Frecuentemente algunos temblores grandes son precedidos por temblores de menor magnitud generados al inicio del fracturamiento alrededor de lo que será la región focal del gran temblor. A estos sismos se les conoce como temblores premonitorios,. No es fácil determinar cuándo una serie de temblores pequeños son premonitorios de un gran temblor, ya que no es posible diferenciarlos de la sismicidad normal de una región. En la generalidad de los casos, se sabe que un temblor es premonitorio sólo en el contexto de la actividad posterior.
Los sismólogos también han observado que, inmediatamente después de que ocurre un gran temblor, éste es seguido por temblores de menor magnitud llamados réplicas y que ocurren en las vecindades del foco del temblor principal. Como estos sismos ocurren en la zona de ruptura del temblor principal, su ocurrencia se debe probablemente al reajuste mecánico de la región afectada que no recupera su estado de equilibrio inmediatamente después del temblor principal. Inicialmente, la frecuencia de ocurrencia es grande pero decae gradualmente con el tiempo, dependiendo de la magnitud del temblor principal; también decaen en magnitud. Por ejemplo, para el temblor de Oaxaca del 29 de noviembre de 1978, de magnitud 6.8, inicialmente se observaron hasta 200 réplicas de magnitud mayor a 2.0 diariamente y esta actividad fue decayendo durante 5 meses aproximadamente. El estudio de las réplicas de un gran temblor se ha aprovechado para estimar las dimensiones de la zona de ruptura y otros estudios científicos pero desde el punto de vista social es necesario conocer su ocurrencia para adoptar una actitud previsora luego de la ocurrencia de un gran sismo.
¿Se pueden predecir los temblores? La respuesta a esta pregunta depende de lo que se entienda por predicción. Año tras año podemos leer en los periódicos las declaraciones hechas por adivinadores, médiums y astrólogos, sobre la futura ocurrencia de temblores en algún lugar del planeta. Estas declaraciones distan mucho de ser predicciones. Se ha visto (tabla II) que, en promedio, ocurren cerca de 120 temblores de magnitud mayor a 6 anualmente. Se conocen también las zonas sísmicas del planeta, de manera que el afirmar que durante el año de 1984 ocurrirá un temblor en la costa occidental de México no contiene información novedosa ni útil. Tampoco la contiene la declaración de que en un año dado ocurrirá un gran temblor en el planeta.
Sin embargo, la predicción como resultado de la comprensión de un proceso de la naturaleza es una de las metas de toda ciencia. La sismología no es ajena a estas aspiraciones y en la actualidad se realizan intensos esfuerzos por desarrollar una metodología confiable que pueda emplearse con éxito en el futuro.
Existen esencialmente dos maneras de atacar el problema. En una de ellas se estudia la variación de ciertos parámetros físicos debido a la acumulación de los esfuerzos cuya relajación ocasiona el temblor. Así, por ejemplo, se ha observado que la región focal sufre una dilatación que altera la velocidad de las ondas que se propagan en ella. Otros de los parámetros que se alteran son, por ejemplo, la resistencia del terreno al paso de la corriente eléctrica y la posición del nivel de las aguas subterráneas. También se `producen cambios en el valor de la gravedad del terreno así como cambios topográficos. Todos estos factores pueden ser medidos y correlacionados con la ocurrencia final de un temblor.
A la vez, se estudian también los aspectos empíricos de la ocurrencia de temblores en las zonas sísmicas. Se ha observado, por ejemplo, que los epicentros a lo largo de una zona de subducción no se distribuyen al azar sino siguiendo un patrón geográfico y temporal. Puede entonces estudiarse la historia sísmica de una región, estimar los períodos de recurrencia de temblores de cierta magnitud y evaluar, de esta manera, la posibilidad de ocurrencia de un nuevo sismo.
Este breve bosquejo trata solamente de poner de manifiesto que los sismólogos actuales se encuentran trabajando sobre bases científicas, para lograr en un futuro la predicción de temblores; pero es conveniente saber que no ha podido lograrse aun una metodología confiable para precisar el lugar, la fecha y la magnitud de un temblor. Es un hecho comprobable que a la ocurrencia de un gran temblor se sigue la aparición de un gran número de farsantes, seudocientificos y rumores y es necesario que el público pueda discernir entre el sin número de declaraciones que se hacen cuando ocurre una catástrofe. Es muy común que al sismólogo se le formulen preguntas a las que le es imposible contestar de manera simple. Preguntas tales como ¿volverá a temblar?, ¿ se había previsto la ocurrencia de este sismo?. no pueden ser contestadas de una manera simple y categórica como lo esperaría mucha gente. No es poco frecuente que la conducta reservada del científico sugiera a los espíritus poco preparados y supersticiosos la existencia de imaginarios complots para ocultar la verdad o que sus intentos de explicar los hechos se tomen como palabrería con el mismo fín. Sin embargo la conducta apropiada para una población cuyo discurso vital se desarrolla en una zona sísmica es adoptar una actitud previsora y considerar que un terremoto puede ocurrir en cualquier momento.